ВТОРИННІ ФОРМИ ЗАЛЯГАННЯ ГЕОЛОГІЧНИХ ТІЛ, ДИСЛОКАЦІЙНІ ПРОЦЕСИ ТА СТРУКТУРИ
ВТОРИННІ ФОРМИ ЗАЛЯГАННЯ ГЕОЛОГІЧНИХ ТІЛ,
ДИСЛОКАЦІЙНІ ПРОЦЕСИ ТА СТРУКТУРИ
Вторинною формою залягання геологічних тіл вважається та, яка утворилася при зміні падіння та простягання, а також геометричної конфігурації та параметрів цих тіл. Подібні зміни форм залягання виникають унаслідок прояву дислокаційних процесів.
Уявлення про дислокаційний процес та дислокаційну структуру
Дислокаційним процесом називається комплекс природних деформаційних перетворень, які призводять до: 1) зміни форм залягання геологічних тіл, 2) зміщення геологічних тіл та їх частин по розломах і тріщинах, 3) розпаду (руйнування) геологічних тіл на дрібніші складові, та навіть повної дезінтеграції цих тіл, 4) динамометаморфічної зміни текстури, структури, а в певних випадках і мінерального складу гірських порід.
У земній корі дислокаційні процеси ініціюються багатьма факторами, серед котрих мають місце тектонічний, гравітаційний, температурний, фазових змін речовини і мінерального складу, літогенетичний (і в тому числі діагенетичний) та ін. Безсумнівно, домінуючу роль відіграє тектонічний, який ініціюється глибинними процесами в літосфері, а також зміною ротаційного режиму Землі, припливо-відливними явищами та іншими ендогенними та екзогенними факторами.
Формально в тектоніці ще й сьогодні дислокаційні процеси поділяють на плікативні – складкоутворюючі, що відповідають пластичним деформаціям, та диз’юнктивні – розривні, розломоутворюючі. Але насправді такі процеси не обмежуються відзначеними двома. Більше того, вони так само різноманітні, як різноманітні фактори, що їх породжують. Крім того, на форми та способи реалізації цих процесів впливають тектонічні режими, при яких ці процеси відбуваються, Р-Т умови, в яких ці процеси реалізуються, та реологічні властивості середовища, які зумовлюють ті чи інші механізми деформаційних перетворень. Тому подібні процеси в одних випадках здійснюються тільки як крихкі деформації, а в інших - як пластичні та навіть високопластичні, які відповідають в’язкій течії, у третіх - комбіновані, розривні й пластичні одночасно (крихко-пластичні). Фактично дислокаційні процеси найчастіше носять комбінований характер, одночасно об’єднуючі в собі і розломоутворення і складкоутворення та інші геологічні явища.
Кінцевим продуктом дислокаційного процесу є дислокаційна структура – деформаційне утворення типу тріщини, кліважного мікророзриву, складки, розлому тощо. Часто структури подібного типу, а також їх окремі елементи називають дислокаціями, деформаційними структурами, тектонічними порушеннями.
Залежно від масштабів розвиненості по латералі та вертикалі структури відзначеного типу поділяють на мега-, макро-, мезо- і мікродислокаційні. До перших відносять дислокаційні утворення, що мають планетарний масштаб і порушують геологічні тіла рангу, що відповідають земній корі, літосфері тощо, а до других – дислокаційні структури, розміри котрих коливаються від сотень метрів до перших десятків кілометрів (фіксуються на аерофотознімках та геологічних картах масштабу, починаючи від 1:200000 і більше) і порушують лише окремі ділянки земної кори. У свою чергу до третіх відносяться ті малі (розміром від перших десятків сантиметрів до перших сотень метрів) дислокаційні структури, які майже в повному об’ємі можна зафіксувати в гірничих виробках та на відслоненнях, а також у керні свердловин та штуфах порід. Нарешті, четвертому типові відповідають виключно ті малі дислокаційні структури, які можна побачити тільки в шліфах під оптичним, а в деяких випадках навіть електронним мікроскопом.
Серед дислокаційних структур, як і геологічних тіл, за характером внутрішньої організації та супідрядності (взаємопідпорядкованості) існує певна ієрархія, що дозволяє розділити їх на: 1) елементарні, 2) прості та 3) складні.
Елементарні дислокаційні структури. До цього типу дислокаційних утворень належать мікро- і в деяких випадках мезодислокаційні структури, котрі проявлені на зерновому рівні й відображуються в певних текстурах та структурах порід. Виникають вони при реалізації одного (із числа перерахованих нижче) певного механізму деформаційних перетворень гірських порід. Прикладом цього типу структур є мікротріщини, кліважні мікророзриви, сланцювата мікророзшарованість порід тощо.
Прості дислокаційні структури. Структури даного типу проявлені на рівні геологічних тіл, а в певних випадках й їх пачок тощо. Вони формуються за допомогою одного з елементарних механізмів і характеризуються двопорядковою організацією: один порядок у них завжди представлений елементарними структурами певного одного типу (тріщинуватістю, тектонічними брекчіями, катаклазитами, мілонітами, кліважем, сланцюватістю тощо), а другий відповідає тому простору, який цими структурами охоплюється. Типовими їх представниками є крихкі та в’язкі мезорозриви, структури перетину кліважем шаруватості (муліон-структури), мезорозлінзування та будинажу, первинні монокліналі, а також деякі типи складок та крихкі розломи.
Складні дислокаційні структури. Структури даного типу також проявлені на рівні геологічних тіл та їх наборів (пачок, товщ тощо), і їм також відповідають частини цих тіл чи їх наборів, що зазнали деформації. Але від попередніх відрізняються багатопорядковою (більше, ніж двопорядковою) структурною організацією і неоднорідним розподілом у межах відповідного їм простору ступенів деформованості порід. До них, наприклад, належать флексури, складки більшості типів, в’язкі розломи, вторинні монокліналі, в’язкі протрузії та інші їм подібні тектонічні утворення.
Складні дислокаційні структури володіють певними структурними або структурно-динамометаморфічними парагенезисами і певною внутрішньою дислокаційною (деформаційною) зональністю, яку можна позначити рядами тектонофацій (своєрідних деформаційних фацій за десятибальною шкалою). При цьому під структурним парагенезисом розуміються стійкі, тісно пов’язані між собою просторово та в часі набори елементарних та простих мікро- та мезодислокаційних структур, а також окремих малих геологічних тіл (жили альпійського типу чи в інших випадках невеличкі жильні тіла продуктів гранітизації, метасоматитів і магматичних порід та ін.), що охоплюють певний геологічний простір, котрий відповідає складним дислокаційним структурам.
Реологічні механізми дислокаційних перетворень гірських порід
Дислокаційні перетворення гірських порід, які призводять до формування відзначених вище структур, відбуваються за допомогою крихкої та пластичної деформації, а також в’язкої (чи до неї подібної) течії гірських порід. Механізми таких перетворень залежно від реологічних властивостей середовища – різноманітні. На форми їх прояву тією чи іншою мірою впливають: 1) мінеральний склад та текстурно-структурні особливості порід, 2) ступені літифікації осадових порід, 3) характер внутрішньої структурної організації геологічних тіл (наявністю чи відсутністю в них шаруватості та інших видів структурної анізотропії), 4) Р-Т умови (і в першу чергу температурні), в яких відбуваються дислокаційні перетворення.
З урахуванням відзначеної залежності виділяють наступні реологічні механізми дислокаційних перетворень (у систематиці за Є.І.Паталахою і А.В.Смирновим, 1986, з уточненнями – п. 6, 10, 13 і додатком автора - п. 2, 4, 7, 8, 11, 12).
1. Гідропластична течія, що відповідає в’язкій і являє собою взаємне зміщення частинок на плівках води, які облямовують ці частинки. Характерна для мулів. Крім того, до неї можна віднести в’язку течію гелеподібних кременистих та деяких карбонатних осадків, а також насичених водою глинистих та глиновмісних слабодіагенезованих осадових порід.
2. Пухка в’язкоподібна течія - рух сипкого та легкоспроможного до механічної дезінтеграції матеріалу. Характерна для незцементованих та слабозцементованих уламкових осадових порід, а також землистих продуктів вивітрювання.
3. Сколювання та відрив - тріщиноутворення в умовах пружного середовища та пов’язаний з ним малоамплітудний рух порушеної тріщинами блочкової маси.
4. Катакластична течія - багаторазове дроблення порід (брекчування, катаклаз і мілонітизація) і фрикційне ковзання частинок, які виникли при такому руйнуванні. Відбувається в низькомепературних (нульового метаморфізму) умовах пружного середовища.
5. Кліважна пластичноподібна течія - зміщення по системі паралельних крихких мікророзривів-сколів способом простого зсуву в низькотемпературних умовах або за системою в’язких мікророзривів (у супроводі динамометаморфізму зеленосланцевої та епідот-амфіболітової фацій) способом чистого зсуву.
6. Сланцювата пластична течія й у тому числі: 1)механічно-сланцювата шляхом обертання і односистемного орієнтування видовжених та сплощених частинок породи та зерен, лусок мінералів у слабо та помірно діагенізованих осадових породах та слюдистих метасоматитах і 2)кристалізаційно-сланцювата – кристалографічно орієнтована перекристалізація породи в умовах амфіболітової та частково гранулітової й епідот-амфіболітової фацій метаморфізму.
7. Гнейсувата та трансляційно-сланцювата течія - мінерально вибіркова на зерновому рівні пластична деформація гірських порід за допомогою трансляції та двійникування кристалічної гратки та міграції границь зерен мінералів, а також ковзання частинок по поверхням мікросланцюватості. Відбувається у високотемпературних умовах і при цьому нею охоплюються, головним чином, середньо- та крупнозернисті полімінеральні породи типу гранітоїдів, габроїдів тощо.
8. Кристалізіційно-грануляційна та рекристалізаційна пластична течія, яка реалізується переважно шляхом перебудови структури, без суттєвої зміни мінерального складу. При цьому кристалізаційно-грануляційна течія - це пластична деформація породи, яка досягається за рахунок зменшення розмірів зерен, а рекристалізаційна - аналогічна деформація, яка відбувається шляхом збільшення розмірів зерен порід. За допомогою подібних механізмів пластично деформуються мономінеральні породи типу кам’яної солі, мармурів, карбонатитів, кварцитів, а також деякі полімінеральні породи типу метаморфічних гранулітової фації. При цьому в кам’яної солі вона здійснюється в низкотемпературних умовах, а у мармурах, карбонатитах, кварцитах – виключно при температурах, котрі як найменше відповідають зеленосланцевій фації метаморфізму, а в полімінеральних породах – переважно в умовах гранулітової фації.
9. В’язка течія аморфних та тонкодисперсних (аморфноподібних) порід. До порід, що потрапляють у сферу дії цього механізму, належать вулканічне скло, псевдотахіліти, ультрамілоніти, а також яшми та яшмоїди. Здійснюється така течія виключно при високих температурах.
10. Мігматична течія - сумісна течія твердої й рідинної (чи суспензійної) фаз речовини за допомогою одного з відзначених вище пластичних механізмів і в’язкої течії відповідно. Характерна для зон ультраметаморфізму.
11. Суспензійна течія - в’язка течія напіврозплавленої маси чи магми, насиченої твердими залишками субстрату (реститами, ксенокристалами, ксенолітами тощо). Характерна для зон анатексису та гранітизації.
12. Бластезно-трахітоїдна (порфіробластезна) течія - своєрідна пластична деформація порід зі збільшенням об’єму, яка забезпечується порфіробластезом. Така течія стимулюється високотемпературним метасоматозом і здійснюється одночасно з ним. Реалізується шляхом компенсаційного росту крупних, орієнтованих паралельно напрямку течії порфіроподібних зерен овоїдоподібної, веретеноподібної, призматичної та іншої форми.
13. Вигин - утворення вторинної хвилястої або сферичної поверхні пластинчастих тіл.
Кожний механізм, за винятком останнього, зумовлює утворення певної елементарної дислокаційної структури, а комбінації цих механізмів приводять до виникнення простих та складних дислокаційних структур.
Докладніше зміст цих механізмів розглядається нижче в розділах, які стосуються елементарних дислокаційних структур.
Вплив Р-Т умов на механізми реалізації дислокаційних процесів та уявлення про структурно-реологічну розшарованість земної кори
Відзначена вище різноманітність механізмів дислокаційних перетворень свідчить про те, що реологічні властивості геологічного середовища на різних ділянках по латералі та вертикалі земної кори неоднакові. Якщо, наприклад, порівняти між собою дислокаційні структури різних ерозійних зрізів та структурно-формаційних зон земної кори, то ця різноманітність стає ще більш разючою. Зокрема, дислокаційні структури гранітно-метаморфічних комплексів древніх щитів, які являють собою найбільш глибокі ерозійні зрізи земної кори, представлено високопластичними формами і несуть структури кристалізаційно-сланцюватої, гнейсуватої, мігматичної течії та інших наближених до них механізмів течії. У той же час аналогічні дислокаційні структури у фанерозойських складчастих поясах, що мають середній, порівняно з древніми щитами, ерозійний зріз, відповідний зеленосланцевій фації метаморфізму, демонструють кліважні форми прояву, тоді як у відносно слабоеродованих мезо-кайнозойських складчастих областях та в чохлах фанерозойських платформ проявлено переважно безкліважні й у тому числі крихкі деформаційні форми. Подібна різноманітність відображає неоднорідність фізичних умов і відповідних цим умовам реологічних механізмів реалізації природних деформацій на різних гіпсометричних рівнях земної кори, тобто по вертикалі.
Вище, при знайомстві з типами деформаціями, відмічалося, що одним із найважливіших факторів, який впливає на реологічні форми прояву дислокаційних перетворень, є в’язкість гірських порід у стартових умовах. Величина останньої в геологічних середовищах залежить від мінерального складу порід та Р-Т умов цих середовищ, а в осадових товщах, крім того, – від літогенетичного стану осадових тіл. Якщо врахувати ту обставину, що земна кора являє собою термоградієнтне тіло, то зміна в’язкості порід у ній також, як і зміна температури, носить градієнтний характер, тобто зменшується в напрямку зверху донизу синхронно зі збільшенням температури та ступенів метаморфізації гірських порід. Що ж стосується впливу в цьому відношенні літогенетичних станів, то з ними пов’язано зростання в’язкості порід у зворотному напрямку (зверху донизу по вертикалі), але до певної межі, після котрої знову набуває чинності влив температури. Причому температурний вплив на в’язкість гірських порід носить загальнокоровий характер, тоді як сфера дії літифікаційного фактора обмежується межами розповсюдження осадових товщ.
Відзначені тенденції зміни в’язкості порід, а разом із нею реологічних властивостей середовищ, дозволяють умовно, у загальному вигляді поділяти земну кору на області пружну (крихку) та пластичну. Перша охоплює верхню, відносно найбільш холодну частину земної кори, яка відзначається нульовими Р-Т умовами метаморфізму. У ній, якщо не враховувати присутності ділянок, складених відносно слабо та помірно літифікованими осадовими породами, панують крихкі та наближені до пружних крихко-пластичні механізми деформаційних перетворень. Друга охоплює певні більш глибинні частини земної кори, у межах котрих гірські породи розігріті до температур, що відповідають умовам зеленосланцевої та ще більш високотемпературних фацій метаморфізму, і де деформації носять переважаючий пластичний або в’язкий характер.
Відзначена тенденція зміни форм прояву деформацій у земній корі по вертикалі надала підставу ряду дослідників (А.В.Пейве, 1961, А.В.Лукьянов, 1980, Є.І.Паталаха, 1981, Kirby, 1983, О.Б.Гінтов, В.М.Ісай, 1988 та ін.) розглядати цю кору як реологічно (структурно-реологічно) розшаровану (стратифіковану), тобто фактично поділену на певні горизонти (шари, зони), які відрізняються між собою за реологічними властивостями гірських порід, а якщо точніше – спроможністю цих порід деформуватися за допомогою того чи іншого реологічного механізму.
На наш погляд, найбільш логічну модель такої розшарованості запропонував Є.І.Паталаха (1981). Зокрема, він поділяє земну кору на наступні структурно-реологічні обстановки: 1) епізону, 2) мезозону та 3) катазону (рис. 3.1.1). Ці зони певною мірою відповідають петрологічним зонам Груберманна, але визначаються вони не стільки за ступенями чи фаціями метаморфізму, а в першу чергу за реологічними властивостями порід та відповідними цим властивостям механізмами реалізації дислокаційних процесів і структурними формами. Відзначені зони не мають жорсткої прив’язки по вертикалі!
Розглянемо характеристику цих обстановок більш докладно.
Рис. 3.1.1. Ідеалізована схема структурно-реологічної
розшарованості земної кори у складчастих областях:
ЕЗ – епізона, МЗ – мезозона, КЗ – катазона
Епізона
Епізона являє собою структурно-реологічну обстановку, що охоплює відносно холодну верхню частину (область) земної кори, у межах котрої дислокаційні перетворення відбуваються в умовах нульового метаморфізму, а в осадових чохлах, крім того, на фоні літифікації осадових порід. Температури розігріву порід у цій обстановці не перевищують кінематичного порогу метаморфічних реакцій, який за А.Міясіро (1976) становить 100-150, а за думкою інших дослідників, може досягати 300-350.
Ця обстановка надзвичайно контрастна у відношенні в’язкості порід, тому що до її сфери впливу потрапляють як дуже в’язкі породи типу вулканічних, інтрузивних, метаморфічних та мета- і катагенізованих осадових, так і малов’язкі консистентні осадки та слабодіагенізовані осадові породи.
У зв’язку із зазначеним епізону поділяють на первинну та вторинну.
Первинна епізона. Цій структурно-реологічній обстановці відповідають ділянки верхньої частини земної кори, котрі складені осадовими тілами в седиментогенетичному та діагенетичному стані, і в межах котрих дислокаційні структури утворюються безпосередньо по первинних формах залягання цих тіл. У сучасних умовах до епізони можна віднести: 1) басейни седиментогенезу і літифікації порід, де відбуваються певні гравітаційніта сейсмічні явища, 2) чохли платформ, охоплені слабкими складчастими та розривними дислокаціями, 3) ділянки пухких осадових порід на суходолі, які порушуються крихкорозломною неотектонікою або охоплені схиловими явищами.
Ця структурно-реологічна обстановка відзначається значною в’язкісною контрастністю осадових порід і по латералі, і по вертикалі. Подібна контрастність у першу чергу пов’язана зі зміною ступенів літифікації порід по вертикалі.
Механізми та форми прояву природних деформацій у первинній епізоні так само різноманітні, як і відмічені зміни літогенетичних станів осадових тіл, і також змінюються по вертикалі. У цьому відношенні первинна епізона поділяється на підзони: 1) верхню – ту, яка безпосередньо контактує з повітряною або з водною оболонками і складена консистентними осадками та пухкими, а також дуже слабодіагенезованими осадовими породами, 2) середню (проміжну), складену діагенезованими осадовими породами, і нарешті, 3) нижню, складену осадовими породами, що досягли стадії катагенезу та метагенезу. Остання частина епізони за всіма своїми реологічними властивостями відповідає розглянутій нижче вторинній епізоні.
У верхній підзоні в субаквальних умовах дислокаційні структури утворюються за допомогою гідропластичного механізму течії осадків та слабодіагенезованих осадових порід, а в субаеральних умовах – переважно за допомогою пухкої в’зкоподібної течії матеріалу за способом зсувів, обвалів, каменепадів тощо.
Середня підзона відзначається пластичним та крихко-пластичним вигином шарів гірських порід та механічним розсланцюванням або пошаровим крихким кліважуванням останніх.
Що ж стосується нижньої підзони, то вона за механізмами дислокаційних перетворень ідентична вторинній епізоні, яка розглядається нижче.
Вторинна епізона. До цієї структурно-реологічної обстановки відносяться верхні холодні (з умовами нульового метаморфізму) частини земної кори, у межах яких дислокаційні перетворення накладаються на дислокаційні структури, які раніше сформувалися в мезозоні чи катазоні, а також на магматичні тіла будь-яких (і в тому числі первинних) форм залягання. Ця обстановка порівняно однорідна у в’язкісному відношенні. Практично всі гірські породи, як свідчать статистичні дані з в’язкості кристалічних порід при низьких температурах, у ній мають в’язкість порядку 1017-1023 Пас. Тому в цій структурно-реологічній обстановці домінують крихкі деформації й у тому числі: 1) відрив та сколювання, 2) катакластична течія і в незначних масштабах 3) крихко-пластичний вигин. В її нижній, перехідній до мезозони, частині (субмезозона) набирає чинності механізм крихкокліважної течії.
Мезозона
Мезозоні відповідають області земної кори, у межах котрих дислокаційні перетворення відбуваються в Р-Т умовах зеленосланцевої та епідот-амфіболітової фації метаморфізму, або в супроводі низько- та середньотемпературного метасоматозу. Їй відповідають температури приблизно від 100-150 (існують й інші погляди ) до 550-600. У породах, які містять вільний кварц (кварцити, граніти та ін.), нижня температурна межа цієї зони відповідає межі --переходу кварцу – 573, вище котрої різко зростає текучість цього мінералу. Провідним реологічним механізмом цієї структурно-реологічної обстановки є динамометаморфічна кліважна течія.
Від нижчерозташованої катазони цю структурно-реологічну обстановку відділяє фронт кристалізаційного розсланцювання, тектонічного розгнейсування та інших реологічних механізмів в’язкої течії гірських порід при високих температурах. Але перехід по вертикалі від кліважу до такого розсланцювання дуже поступовий. Тому у складі мезозони виділяють перехідну підзону – нижню мезозону (чи субкатазону), у межах котрих розвинені комбіновані кліважні та кристалізаційно-сланцюваті, гнейсуваті дислокаційні структури.
Мезозона, як і розглянута вище епізона, може бути первинною та вторинною. До первинної відносять ту, яка накладається на дислокаційні структури епізони, а до вторинної – ту, яка порушує дислокаційні структури катазони.
Катазона
Катазона охоплює області, у межах котрих дислокаційні перетворення відбуваються в Р-Т умовах, що відповідають амфіболітовій та гранулітовій фаціям метаморфізму, а також умовах роговикової фації й високотемпературного метасоматозу.
У складі катазони з урахуванням спроможності порід до деформації за тим чи іншим реологічним механізмом є сенс виділяти верхню (“амфіболітову”), нижню (“гранулітову”) та локальну катазону.
Верхня (“амфіболітова”) катазона. Ця частина катазони охоплює ділянки розповсюдження метаморфічних та ультраметаморфічних порід амфіболітової фації та продуктів гранітизації, які зазнали дислокаційні перетворення за допомогою кристалізаційно-сланцюватої, трансляційно-сланцюватої, гнейсуватої та мігматичної течії.
Відзначені механізми найефективніше проявляються в метаморфічних породах, складених мінералами, кристалографічні особливості яких зумовлюють відносно мінімальний опір зсувній деформації. До таких мінералів (їх називають стрес-мінералами), як відомо, належать слюди, амфіболи, дистен, кіаніт та інші, що складають метаморфічні породи амфіболітової фації.
Крім відзначених реологічних механізмів, у верхній катазоні в незначних обсягах проявляються механізми в’язкої несланцюватої течії.
Місце прояву кожного з перерахованих механізмів визначається конкретними умовами та літологічними факторами. Наприклад, кристалізаційна сланцювата течія характерна для ділянок тієї частини катазони, де деформації протікають синхронно з регіональним метаморфізмом, а мігматична течія панує на ділянках прояву ультраметаморфізму (мігматизації) та гранітизації.
Нижня (“гранулітова”) катазона. Ця частина катазони охоплює ділянки розповсюдження метаморфічних порід гранулітової фації, у межах котрих дислокаційні перетворення відбувалися в Р-Т умовах гранулітової фації за допомогою грануляційних механізмів за другорядної ролі кристалізаційного розсланцювання та тектонічного розгнейсування. Незначна роль останніх, мабуть, зумовлена відсутністю або незначною присутністю зазначених стрес-мінералів і відповідним превалюванням антистрес-мінералів (піроксенів, польових шпатів тощо).
Керівним структурним елементом дислокаційної тектоніки цієї частини катазони є грануляційна смугастість і меншою мірою гнейсуватість, кристалізаційна та трансляційна сланцюватість.
Локальна катазона. Подібна катазона являє собою відносно невеличкі ділянки прояву катазональних дислокаційних форм на фоні дислокаційної тектоніки мезозони. Наприклад, їй відповідають пластично деформовані в кліважному середовищі (мезозона) за допомогою тектонічного розгнейсування інтрузивні тіла, котрі до сфери дислокаційних перетворень потрапили у більш гарячому стані, ніж вмісні породи.
Співвідношення структурно-реологічних обстановок по вертикалі
Структурно-реологічні обстановки по вертикалі завжди утворюють наступну послідовність: зверху – епізона, нижче (посередині) – мезозона і ще нижче – катазона (див. рис. 3.1.1 ). Але у зв’язку з термальною еволюцією Землі, нерівномірним розподілом теплового потоку по латералі, що викликається підняттями й опусканнями окремих ділянок земної кори, субдукцією, обдукцією, колізією літосферних плит та проявом інших тектонічних явищ, потужність та гіпсометричне положення цих зон постійно змінюються у часі та по латералі.
Є багато підстав вважати, що на палеоархейському етапі розвитку земної кори епізона була майже відсутня, а мезозона, мабуть, мала дуже незначну потужність. У неоархейському та раннєпротерозойському часі епізона могла бути присутньою, але не відігравала суттєвої ролі. Судячи за все, дуже малопотужною (мабуть не більше першого десятка кілометрів) у цей же час, була і мезозона. Про це в певній мірі свідчить незначна присутність дислокаційних структур цієї обстановки у відповідних за віком метаморфічних комплексах. Безсумнівно, домінувала в той час близько розташована до поверхні катазона.
У рифейський та палеозойський час з’явилася добре розвинена, швидше за все не дуже потужна (до 3-5 км у складчастих областях та до 8-10 км на платформах) епізона. Але і в цей час все ж таки панувала мезозона. Практично абсолютна більшість відповідних за віком складчастих зон представлена навіть на незначному ерозійному зрізі структурами мезозони.
У мезо-кайнозойський час потужність епізони різко зростає, і її нижня границя розповсюджується до глибин 10-15 км, а в деяких платформних районах, типу Прикаспію, як свідчать геофізичні дані, – навіть до глибин 20-25 км. Причому в цей час вона панувала в більшості складчастих областей і прикладом у цьому відношенні є типові епізональні складчасті та складчасто-покривні структури Карпат та Гірського Криму.
